第 493 回電波研連 F 分科会
開催日：2005 年 4 月 22 日

1 時間降雨中の降雨減衰分布及び 1 分間降雨強度分布に関する検討
峯松史明

鈴木陽一

正源

和義

NHK 放送技術研究所〒157-8510 東京都世田谷区砧 1-10-11
による 1 分間降雨強度分布が、同じ 1 時間降雨中の 10
1. はじめに
現在、NHK は従来のハイビジョンの 16 倍の情報量を持ち、圧倒的な臨場感を視聴者に提供できる、走査線数 4000 本のスーパーハイビジョン放送の研究を行っている。このスーパーハイビジョン放送の実現に向けて、広帯域な伝送路の確保が可能である
21GHz 帯衛星放送が一つの伝送メディアとして期待されている[1]。しかし、21GHz 帯は降雨による電波減衰が大きく、安定な衛星放送の実現には、降雨減衰補償が必須である。そこで現在筆者等は 21GHz 帯降雨減衰補償技術の一つとして、フェーズドアレー送信アンテナを用いて降雨減衰の発生している降雨域に対してより強い衛星送信電力を照射する可変 EIRP 衛星放送システムを検討している[2]。
本論文では，可変 EIRP 衛星放送システムの実現に向けて、1 時間雨量値から雨域に対する必要な衛星送信電力量を推定する手法の確立を目指し、1 時間雨量で規定される 1 時間降雨中の降雨減衰分布と 1 分間降雨強度分布の検討を行う。そして同一超過確率値における、降雨減衰値と 1 分間降雨強度の中央値の確率分布が、対数正規分布で近似できることを示す。また、この中央値①30分毎の1時間雨量予報値（5km四方単位）を利用分間降雨強度の中央値分布から推定できることも合わせて示す。さらに、この結果を利用し、過去 8 年間の気象庁アメダス 10 分雨量データを用いた全国の 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度推定を行い，同じ 1 時間雨量であっても，その 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度分布が地域によって異なることを示す[3][4]。
2. 21 GHz 帯衛星放送システムの降雨減衰補償手法
雨が降っている地域に対して大きな送信電力を照射する場合、リアルタイムで広範囲に降雨減衰を実際に測定し、送信電力制御量を決定することは困難であるため、降雨地域で発生する降雨減衰を予め推定することが有効である。日本上空の降雨状況を地理的に細かく予測するものとして、気象庁の短時間降水予報値がある。これは 30 分毎に日本国土上の5km 四方毎の１時間雨量値をその先 6 時間分予測するものである。この降雨予報値から降雨減衰を推定できれば、最短で 30 分間隔で送信電力制御量を決めることができる。図１に可変 EIRP 衛星放送システ
ムによる、降雨減衰補償の流れを示す。1 時間の降雨期間中に降雨強度の変化と共に、降雨減衰は時々②降雨減衰補償対象域を抽出＋グループ化し増力エリアを決定

e.i.r.p③フェーズドアレイアンテナによる増力ビーム生成
強ある1時間雨量閾値を越えるエリアを抜き出す

弱（増力ビームパターン例）
先1時間の降雨に対する補償電力量を決定・更新

図 1 可変 EIRP 衛星放送システムによる降雨減衰補償の流れ

刻々と変化するため、1 時間の降雨期間中のトータ
50ルの放送遮断時間をある値以下に抑えるために必要

Optical rain gaugeな送信電力制御量を決定するためには、1 時間降雨30中の降雨減衰分布を知る必要がある。そこで、1 時査を行った。
3.

検討に用いた降雨減衰及び降雨強度データ及びその観測緒元
本検討に用いた降雨減衰及び、降雨強度データは、筆者等が 2000 年から独自に観測している 12GHz 帯
放送衛星電波の降雨減衰データと 1 分間降雨強度データである。観測緒元を表１に示す。また屋外観測

Conditional Probability [%]間降雨中の降雨減衰分布と 1 分間降雨強度分布の調

Rain drop counting typerain gauge

20105

10.10.01

機器の様子（東京・世田谷）を図 2 に示す。
a)降雨減衰の観測
降雨減衰データは、BS アナログ放送（7ch）の受信電界

表 1 観測緒元
電波元となる放送衛星
観測電波の周波数
受信アンテナ
測定ダイナミックレンジ
降雨強度計
光学式降雨強度計測定ダイナミックレンジ
サンプリング周波数
降雨減衰抽出用 LPF 遮断周波数
観測地点
観測期間（継続）

BSAT-1a11.84 GHz65cm 径 パ ラ ボ ラアンテナ
約 20 dB
光学式降雨強度計及び雨滴計数型降雨強度計
500 mm/h

1101001-minute-rain rate [mm/h]1000

図 3 1 分間降雨強度の条件付確率分布（東京 2000‑2003）
れる晴天日受信電界強度との差を求めることで、降雨減衰データを求めている。さらに大気シンチレーションによる影響を取り除くために、LPF によるスムージング処理も同時に行っている。観測誤差は約0.5dB 程度である。

1秒
0.025 Hzb)1 分間降雨強度の観測

東京、川崎、鹿児島、沖縄〜2000 年

く用いられている雨滴計数型の降雨強度計（RRG）

1 分間降雨強度の測定には筆者等は、従来から良以外に、メインテナンス性の良い光学式降雨強度計（ORG）[5]を用いている。図 3 に光学式降雨強度計と雨滴計数型降雨強度計によって観測された東京ORG（世田谷）の 1 分間降雨強度分布（条件付時間率分65cm φANT布）を示す。両者の結果は良く一致しており、対数正規分布で良好に近似できる。また利用している雨滴計数型降雨強度計では 1 分間降雨強度 100 mm/h程度までしか対応できていないのに対し、光学式降雨強度計では、更に強い降雨強度の降雨まで対応できていることもわかる。

RRG
図 2 屋外観測機器（受信アンテナと降雨強度計）
強度を 1 秒間隔で常時観測し、降雨減衰が発生した日のデータと、その日を挟む晴天日受信電界強度を用いて推定さ本検討では、1 分間降雨強度については東京、鹿児島で観測された 2000 年 4 月から 2003 年 12 月までの約 4 年間の観測値を用いた。降雨減衰量については、同期間に東京での観測値を用いた。

4. 1 時間降雨中の降雨減衰分布と 1 分間降雨強度分

東京では 1 時間雨量 10mm となった降雨事象数は

布13 回であった。同図からわかるように、同じ 1 時間a)

1 時間降雨中の降雨減衰分布

雨量 10mm の降雨であっても、その降雨中の降雨減

図 4 に、東京における 1 時間雨量 10mm となった衰分布は降雨事象毎に異なっている。そこでこれら

1 時間降雨毎に得られた降雨減衰分布を対数正規確の様々な分布から、その平均的な分布形を求めるた率紙にプロットした結果を示す。同観測期間中に、めに、各超過確率値に対して存在する複数の降雨減衰値に対して、その中央値となる降雨減衰値を同超

99

中央値分布
中央値分布（対数正規分布)
イベント1 1 時間雨量 10 mm
イベント2時のイベント3イベント4イベント5イベント6
降雨減衰分布 (東京イベント82000-2003)
イベント7イベント9イベント10イベント11
イベント12イベント13

過確率値に対応させ、これを１時間雨量 10mm となった降雨時の平均的な降雨減衰分布（降雨減衰中央値分布）とした。図 5 にその結果を示す。超過確率値毎に求められた降雨減衰中央値の分布は、対数正超過確率 [%]規確率紙上でほぼ直性上に並んでおり、対数正規分布で近似できると考えられる。

9050-b) 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度分布
図 6 に、東京における 1 時間雨量 10mm となった
1 時間降雨毎に得られた 1 分間降雨強度分布を対数10正規確率紙にプロットした結果を示す。また、降雨減衰分布の時と同様に超過確率毎に複数の 1 分間降雨強度から、その中央値を求め、平均的な 1 分間降

10.1

1.010.0100.

降雨減衰量 [dB]

雨強度分布（1 分間降雨強度中央値分布）としたものを図 7 に示す。図 6 より、降雨減衰分の時と同様に、同じ 1 時間雨量であっても降雨事象毎に 1 分間

図 4 1 時間雨量 10mm 時の降雨減衰分布（東京）

降雨強度分布は異なるが、超過確率毎の 1 分間降雨強度の中央値は対数正規確率紙上でほぼ直線上に並んでおり、対数正規分布で近似できると考えられる。

1時間雨量10mm
降雨減衰量mm時のm=0.265s=0.155
1 時間雨量10また図 7 には、1 時間雨量 10mm となった 1 時間降降雨減衰中央値分布（東京2000-2003）にプロットした。同図よりわかるように、10 分間降99
超過確率 [%]

雨毎に得られた 10 分間降雨強度分布の中央値も同時雨強度の中央値分布と 1 分間降雨強度分布の中央値分布は良く似ており、10 分間降雨強度を対数正規分90布直線で近似した場合、その直線で 1 分間降雨強度中央値分布が良く近似できることもわかる。

50-

図 8 は、鹿児島で観測された 1 時間雨量 10mm となった 1 時間降雨に対する 1 分間降雨強度中央値分布と 10 分間降雨強度中央値分布を示したものである。

10鹿児島の場合も東京の場合と同様に、1 時間降雨中の 1 分間降雨強度中央値分布が、同降雨中の 10 分間

10.1降雨強度中央値分布で良好に近似できていることが1.010.0

降雨減衰量 [dB]

図 5 1 時間雨量 10mm 時の降雨減衰分布（東京 中央値計算処理後）

100.0

わかる。
この他 1 時間雨量 5mm の場合においても、同様な検討を行い、東京、鹿児島共、同様に 1 分間降雨強度中央値分布が、同降雨の 10 分間降雨強度中央値分布で良好に近似できることを確認した。

推定には 1994 年 4 月から 2001 年 12 月までの約 8 年間の全国約 1200 ヶ所の気象庁アメダス 10 分雨量データを用い

1分間降雨強度中央値(鹿児島）
10分間降雨強度中央値（鹿児島）た。ただし，冬季の降雪による影響を考慮し，実際に処理したデ
1 時間雨量 10mm 時の99.0

ータは各年の 4 月から 10 月までの 7 ヶ月間である．10 分雨量

10分間降雨強度対数正規分布近似（鹿児島）

1 分間降雨強度分布（東京 2000‑2003）

超過確率 [%]

度から99 1 分間降雨強度の超過確率分布を推定した．1 時間雨量を求める際，10 分雨量の 1 時間の雨量積算結果が R-0.5mm 以上，Rmm 以下のものを 1 時間雨量 R mm の降雨と判90定した．求めた 10 分間降雨強度分布は対数正規分布で近似出来た．超過確率50％以下の部分に最も適した対数正規分布
50パラメーターを求め，1 分間降雨強度の推定に用いた．

103.全国の 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度推定結果
図 11および図 2 に，各アメダス 10 分雨量観測地点において推定した，1 時間雨量 5 mm と 1 時間雨量 10 mm の降雨中
0.1
1.0
10.0
100.0の 1 分間降雨強度の時間率1.67 ％値の全国分布を示す．時

1分間降雨強度 [mm/h]
間率 1.67 ％値は，1 時間降雨中のある1 分間降雨強度を超える時間分に相当する．図1 より，1時間雨量 5mm の場合は
図 6 1 時間雨量10mm 時の1 分間降強度分布(東京)
九州等の一部の地点を除き，1.67 ％値の違いは無いが，図 2より，1 時間雨量 10 mm の場合は，地域によって明らかな違い

超過確率 [%]から 1 時間雨量を求め，1 時間雨量毎に求まる 10 分間降雨強90.050.0

10.05.0
1.00.1

1.0

10.0

100.0

1分、10分間降雨強度 [mm/h]
図 8 1 時間雨量 10mm 時の 1 分間降強度分布（鹿児島 中央値計算処理後）

1分間降雨強度中央値(東京）があり，ほぼ日本を南下するにしたがって，強い降雨強度が発10分間降雨強度中央値（東京）生する地点が増えていることがわかる．図 3 には全国の同 1 時

99.0

10分間降雨強度対数正規分布近似（東京）間降雨中の 1 分間降雨強度閾値とそれを超えていた時間につ超過確率 [%]いて示した．図より，1 時間雨量 5 mm の場合は，超過時間に90.0

対する 1 分間降雨強度閾値に違いはほとんど無く、これに対し
1 時間雨量 10 mm の場合は，超過時間が短くなるほど 1 分間50.0
降雨強度閾値の地点毎のばらつきが大きくなることがわかる．これは 1 時間降雨に対して降雨減衰補償量を設定する場合，1時間雨量5 mm の場合は，全国のほとんどの範囲で同じ補償10.0

5.0量としても良いが，1時間雨量 10 mm の場合は、短い放送遮
1.0
断時間を目指す程，地域性を考慮に入れた補償量設定が必要になることを示唆していると考えられる．

0.1
4.まとめ

1.0

東京、鹿児島の異なる地点で同様な結果が得られたことから、1 時間降雨中の降雨減衰及び、1 分間降
雨強度の超過確率毎の中央値分布は対数正規分布で近似でき、さらに同 1 時間降雨中の 10 分間降雨強度中央値分布直線を 1 分間降雨強度中央値分布として利用できると考えられる。
5. アメダス 10 分雨量を用いた全国の 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度推定
これまでの検討により、1 時間降雨中の 1 分間降雨強度中央値分布が、同降雨中の 10 分間降雨強度中央値分布から推定できることがわかったので、全国

10.0

100.0

1分、10分間降雨強度 [mm/h]

過去約 8 年間のアメダス 10 分雨量データを用いた全国の 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度推定を行い，同じ 1 時間雨量であっても，その時間降雨中に発生する
1 分間降雨図 7 1 時間雨量 110mm
時の 1 分間降強度分布
強度には地域差が見られることがわかった．今後はこ（東京 中央値計算処理後）に多数点在する気象庁アメダスの 10 分雨量データを用いて、各地点の 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度中央値分布を推定することが可能になる。そこで、ここでは、1994 年 4 月から 2001 年 12 月までの約 8 年間の全国約 1200 ヶ所の気象庁アメダス 10 分雨量デー
タを用いて 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度推定を行った。ただし，冬季の降雪による影響を考慮し，実際に処理したデータは各年の 4 月から 10 月までの 7 ヶ月間である．10 分雨量から 1 時間雨量を求め，1 時間雨量毎に求まる 10 分間降雨強度中央値分布から 1 分間降雨強度の中央値分布を推定した．1 時間雨量を求める際，10分雨量の 1 時間の雨量積算結果が R-0.5 mm 以上，Rmm 以下のものを 1 時間雨量 R mm の降雨と判定した．

超過確率1.67％値（1 分値）

図 9 から図 11 に札幌、東京（世田谷）、長崎、南各 1 時間降雨に対し、1 分間降雨強度中央値分布を推定し、超過確率 16.3％値（10 分値）、超過確率8.3％値（5 分値）、超過確率 1.63％値（1 分値）を求めたものを示す。ここで例えば超過確率 16.3％値（10 分値）とは、その 1 分間降雨強度を超える降雨強度の降雨が発生した時間が 1 時間降雨中、10 分間1分間降雨強度 [mm/h]

大東島における 1 時間雨量 5mm から 20mm までの1000存在したことを意味する。

1分間降雨強度 [mm/h]

100510152025

1時間雨量 [mm]1000
札幌世田谷長崎図 11 1 時間降雨中の1 分間降雨強度超過確率 1.67％値（1 分値）

南大東

図より、超過確率値が小さくなるほど、1 分間降雨強度の地点間のバラつきが大きくなることがわかる。また、1 時間雨量 15mm 程度までは、日本を南10下した地点程、おおよそ他の地点より強い 1 分間降雨強度を示す傾向を示していることもわかる。
次に、利用した約 1200 ヶ所のアメダス観測点の10510152025

1時間雨量 [mm]

10 分雨量データを用いて、1 時間雨量 5mm、10mm、の場合の 1 分間降雨強度超過確率１.67％値（1 分

図 9 1 時間降雨中の1 分間降雨強度超過確率 16.7％値（10 分値）値）を推定し、その全国分布図を描いた。その結果を図 12 と図 13 に示す。図 12 からわかるように、1 時間 雨 量 5mm の 場 合 は 、 1 分 間 降 雨 強 度 超 過 確 率1.67％値は、全国的に大きな違いは無く、ほぼ同じ値で超過確率8.3％値（5分値）ある。これに対し、1 時間雨量 10mm の場合は、明らかに1000

1分間降雨強度 [mm/h]

100

1超過確率16.7％値（10分値）

100

札幌
世田谷
長崎南大東

地域差があり、日本を南下するに従い、大きな 1 分間降

札幌
世田谷

雨強度になる傾向が強いことがわかる。この一因として、

長崎南大東

100

日本の南部での対流性降雨の発生頻度の増加が予想される。さらに、東北地方や中国地方の日本海側で比較的強い 1 分間降雨強度が推定されていることもわかる。気象庁による日本の降水量分布データによれば、夏（7 月）

10は、東北地方、中国地方の日本海側は関東地方よりも雨量が多いことが報告されていることから、東北地方、中号
1地方の日本海側における、1 分間降雨強度超過確率
0510152025

1時間雨量 [mm]

図 10 1 時間降雨中の1 分間降雨強度超過確率 8.3％値（10 分値）

1.67％値にもなんらかの気候的特徴が現れたと考えられるが、関東地方と比較して 7 月期の雨量の少ない北海道
でも強い 1 分間降雨強度値が推定されていることから、別途詳細に各地点における気候の特徴を調べる必要がある。

R60 = 5 mm
1994/4-2000/10（12月から3月は除く）

1分間降雨強度 mm/h■■

20≦R<3010≦R<20

図 12 1 時間雨量 5mm の場合の 1 分間降雨強度 1.67％値（1 分値）

R60 = 10 mm
1994/4-2000/10（12月から3月は除く）
1分間降雨強度 mm/h■
100≦R<120■
80≦R<100■
60≦R<80■■

40≦R<6020≦R<40

図 12 1 時間雨量 10mm の場合の 1 分間降雨強度 1.67％値（1 分値）

6.

1 時間降雨中の 1 分間降雨強度分布から降雨減

衛星放送システムのための 1 時間雨量予測値から所要衰分布の推定

降雨減衰補償電力量を推定する手法の確立に取り組ん

1 時間降雨中の 1 分間降雨強度中央値分布、及び降で行く。

雨減衰中央値分布が共に対数正規分布で近似できたことから、文献[6]で紹介されている、1 分間降雨強度対数

参考文献

正規パラメーターを降雨減衰対数正規パラメーターへ変[1] 野本、正源、村田、中川、田中、峯松、橋本、横畑、換する手法の応用が期待できる。本手法の応用、さらに亀井、中澤、山崎、鈴木:変換結果の評価は今後の課題である。

特集号、

高度衛星放送システム

NHK 技研 R&D、 85、pp.2〜61(2004)[2] 田中、中澤、亀井、正源: 21 GHz 帯放送衛星搭載

7. まとめ

アレー給電反射鏡アンテナの検討、

過去 4 年間に観測された降雨減衰データ、1 分間降雨

A・P2004‑216、200

強度データを用いて 1 時間降雨中の降雨減衰分布、1[3] 鈴木、峯松、正源:

分間降雨強度分布について検討した。その結果次のことがわかった。

降雨減衰分布、1 分間降雨強度分布は異なるが、

1 時間雨量中の 1 分間降雨強度分布と降雨減衰量分布の検討,

信学会全国大会、B‑1‑2、2005[4] 峯松、鈴木、正源:

１） 同じ 1 時間雨量であっても、1 時間降雨事象毎に信学技報、アメダス 10 分雨量データを用いた全国の 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度推定,
信学会全国大会、B‑1‑1、2005

同一超過確率値に対する降雨減衰、及び 1 分間

[5] ORG‑815DA http://www.opticalscientific.com

降雨強度の中央値（それぞれ降雨減衰中央値分[6] 森田:衛星通信回線における伝搬特性の推定法

布、1 分間降雨強度中央値分布と呼ぶ）の分布は（準ミリ〜ミリ波帯の場合）,対数正規分布で近似できる。

告,28,8,pp.1661〜1676

２） １）で求まる 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度中央値分布は同降雨中の 10 分間降雨強度中央値の対数正規近似直線を用いて推定することが可能である。
３） 全国約 1200 ヶ所の過去 8 年間のアメダス 10 分雨量データを用いて 1 時間降雨中の 1 分間降雨強度分布を調べた結果、超過確率値が小さくなるほど、地点間の 1 分間降雨強度値のバラつきが目立つことがわかった。また日本を南下するに従い、1分間降雨強度が大きくなる傾向があること、また南下していなくても地域別の気候特性の影響を受けている可能性がある。
同じ 1 時間雨量値であっても地点によって同じ超過確率値における 1 分間降雨強度値が異なるということは、1時間雨量の予測値が同じだからといって同じ大きさの降雨減衰補償用電力を照射しても同一の降雨減衰補償効果を得ることは難しいということを意味していると考えられる。 今後は、さらに他の 1 時間雨量の降雨についても、同様の検討を行い、地域性の有無等の評価を行う予定である。さらに得られた 1 分間降雨強度分布を降雨減衰分布に精度良く変換する手法の検討を行い、21GHz 帯

NTT 研究実用化報